一、东北地区蛇绿岩岩石学特征（论文文献综述）
孙晨阳[1]（2021）在《额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程 ——花岗岩证据》文中研究表明本文以中亚造山带东段额尔古纳地块和兴安地块为研究区,选取了区内不同时代和不同出露位置的代表性花岗岩作为研究对象,并对其中不同单矿物进行了元素和多重同位素分析测试工作,包括长石原位Sr-Pb同位素、磷灰石原位Nd同位素和锆石原位Hf同位素。依据单矿物Sr-Pb-Nd-Hf同位素组成的时空变异,并结合花岗岩全岩地球化学特征,明确了额尔古纳地块和兴安地块的地壳属性;通过锆石Hf同位素数据,建立了额尔古纳地块和兴安地块的地壳生长和再造曲线,揭示了两个地块地壳生长与再造的时间和机制,并初步查明额尔古纳和兴安地块的地壳演化历史;本文还通过区分微陆块和碰撞拼贴带内不同的地壳演化过程,提出中亚造山带显生宙地壳生长量需要被重新评估。
陈洋[2]（2020）在《内蒙古乌奴耳蛇绿混杂岩地质地球化学特征及构造意义》文中指出乌奴耳蛇绿混杂岩位于中亚造山带东段,乌奴耳-新林蛇绿混杂岩带西南段。区域构造演化复杂,具体表现为其板块拼合过程存在较大争议。本文旨在通过研究乌奴耳蛇绿混杂岩岩石学、地球化学和锆石U-Pb年代学特征,厘定其岩石组合、成因类型、构造背景和形成时代,为研究区构造演化过程提供科学依据。取得成果如下:1、通过野外踏勘、岩石薄片鉴定,查明了乌奴耳蛇绿混杂岩由辉长岩、辉绿岩、玄武岩、放射虫硅质岩组成,沿六十四米桥-乌奴耳镇北-乌川-扎敦河林场一线呈北东向展布。混杂岩均呈残块分布,与围岩地层呈断层接触。2、通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年技术,测得辉长岩和玄武岩形成年龄分别为450.2±1.4Ma和363.6±1.8Ma,分别代表了晚奥陶世和晚泥盆世的洋壳。3、通过主量、微量元素地球化学特征研究,发现基性岩组分兼具岛弧和MORB的特征;放射虫硅质岩属于生物成因,形成于大陆边缘环境。综合认为,乌奴耳蛇绿混杂岩属于SSZ蛇绿岩,形成于俯冲带环境下弧-盆体系;4、结合区域岩浆活动、蛇绿混杂岩等资料,提出额尔古纳地块和兴安地块新元古代-古生代的演化模式:（1）750540Ma:约750Ma,Rodinia超大陆裂解,伴随持续拉张,约700Ma,新林洋盆开始俯冲-闭合过程,阿里河蛇绿混杂岩形成（698630Ma）;（2）540480Ma:新林洋俯冲作用停止,新林蛇绿岩就位（540510Ma）,继而洋盆闭合,引发了一系列碰撞型岩浆活动;（3）480380Ma:晚奥陶世,乌奴耳洋开始俯冲-闭合过程,形成乌奴耳蛇绿混杂岩中辉长岩（450Ma）,随后沉积了大民山组等海相地层。（4）380330Ma:进入晚泥盆世-早石炭世,乌奴耳洋持续俯冲,形成岛弧火山岩（373Ma）。继而乌奴耳北侧发生弧后扩张,乌奴耳蛇绿混杂岩中玄武岩形成（363Ma）;（5）330290Ma:以乌奴耳地区晚石炭世碰撞型花岗岩为标志,乌奴耳洋闭合,北侧弧后盆地收缩,乌奴耳蛇绿混杂岩便堆积到乌奴耳地区。
吴迪迪[3]（2021）在《中亚造山带东南缘从二叠纪俯冲-增生向三叠纪碰撞演变的花岗质岩浆记录》文中进行了进一步梳理中亚造山带是全球最大的显生宙增生型造山带,其演化过程伴随巨量新生地壳的形成。中亚造山带东南缘（大兴安岭南段）位于内蒙古自治区中部,其中索伦-西拉木伦缝合带记录了古亚洲洋最终闭合消失及两侧地体碰撞拼贴过程。同时,区域上沿缝合带分布的二叠纪-三叠纪花岗岩类记录着中亚造山带东南缘从俯冲-增生到碰撞的岩浆证据。本文以位于中亚造山带东南缘（大兴安岭南段）内蒙古中部地区中二叠世-晚三叠世花岗岩类等为研究对象,从岩浆性质随时间演化的角度,厘定出该地区从早二叠世俯冲到晚二叠世（软）碰撞再到晚三叠世后造山伸展的构造-岩浆演化特征,取得以下认识:（1）本研究中位于索伦-西拉木伦缝合带南北两侧不同构造单元内的中二叠至晚三叠世花岗岩类具有不同的地球化学,同位素特征,花岗岩类全岩εNd（t）值和锆石εHf（t）值逐渐从正值演化到出现负值(εNd（t）值:2.4～-19.5;εHf（t）值:11.6～-33.7),Li同位素显示δ7Li值变化范围为+1.1～+6.6‰,平均值为+3.37‰,略大于地壳平均值。它们分别形成于俯冲向碰撞转变过程、碰撞导致的地壳加厚以及后造山伸展过程,记录了从陆缘弧到软碰撞,再到碰撞后伸展的构造-岩浆演化。（2）结合区域地质资料,进一步确认了沿索伦-西拉木伦缝合带呈零星、线性展布的二叠纪末至中三叠世加厚下地壳源区的高Sr/Y特征的花岗岩类为中亚造山带东南缘最终发生软碰撞的岩浆标志。此外,对花岗岩类时空分布特征研究发现,在中二叠世,沿索伦-西拉木伦缝合带从西向东,形成于中亚造山带从俯冲增生到碰撞拼合转换阶段的花岗岩类,其年龄峰期呈现出从老到新的变化（从约264 Ma到约251 Ma）,反映了古亚洲洋“剪刀”状闭合的构造背景。（3）研究区花岗岩类的时空分布、地球化学和同位素特征具有阶段性演变规律,结合区域地质资料,我们提出了中亚造山带东南缘（大兴安岭南段）二叠纪至三叠纪三阶段构造-岩浆演化模型:（a）早二叠世（约285 Ma前）:古亚洲洋双向俯冲,新生弧岩浆作用发育阶段:（b）中二叠世到中三叠世（约285～235Ma）:俯冲增生到碰撞拼合的构造-岩浆转换阶段,由于造山带挤压汇聚导致板片断离而引发岩浆物源从年轻地壳向古老地壳转变;（c）晚三叠世（约235 Ma后）,后造山伸展相关的A型花岗岩和碱性岩浆作用发育阶段。
焦骥[4]（2020）在《吉中地区早石炭世火山岩年代学、地球化学及其构造意义》文中研究说明本文对吉林省中部的石头口门水库和永吉地区早石炭世火山岩进行了锆石U-Pb年代学,地球化学及锆石Hf-O同位素的研究,探讨这些火山岩的成因和构造背景。石头口门火山岩的主要岩性为蚀变玄武安山岩和蚀变玄武粗安岩,永吉早石炭世火山岩的主要岩性为蚀变流纹岩和蚀变流纹质凝灰岩。锆石U-Pb年代学结果显示,石头口门和永吉早石炭世火山岩的形成时代为355-359 Ma。根据石头口门火山岩的地球化学特征,可以将其划分为两组:I-组火山岩和II-组火山岩。I-组火山岩（蚀变玄武安山岩和蚀变玄武粗安岩）的地球化学特征类似于洋岛玄武岩（OIB）,锆石δ18O值为4.06±0.42‰5.16±0.28‰,略低于地幔锆石δ18O值区间,锆石的εHf（t）值为7.8415.4。II-组火山岩（变玄武安山岩）的地球化学特征类似于正常的洋中脊玄武岩（N-MORB）。I-组火山岩起源于富集地幔的部分熔融,其中包含高温蚀变洋壳的组分,而II-组火山岩则起源于亏损地幔的部分熔融。永吉早石炭世流纹岩和流纹质凝灰岩具有较高的SiO2值和K2O值,以及较高的Ga/Al比值,其地球化学特征类似于A型流纹岩。结合区域资料,早石炭世吉中地区存在古洋盆,华北板块北缘东段—古洋盆的南部处于被动大陆边缘环境。
任雪斌[5]（2020）在《赣东北樟树墩—西湾蛇绿混杂岩地球化学特征及其构造意义》文中进行了进一步梳理赣东北蛇绿混杂岩位于扬子板块与华夏板块的交接部位,是中国东南部为数不多确定的新元古代蛇绿岩,蕴含着江南造山带乃至华南前寒武纪大地构造演化的重要信息。本项研究,我们选择赣东北樟树墩-西湾蛇绿混杂岩带为研究对象,首先系统收集整理了前人研究成果,然后赴江西省德兴市樟树墩-西湾地区开展野外路线踏勘、典型剖面测制和露头尺度岩性解剖,最后对采自樟树墩和西湾样品进行了岩石学、年代学及地球化学测试与研究工作,目的是查明樟树墩-西湾蛇绿岩的形成时代,厘定混杂岩中辉长岩和玄武岩的地球化学特征,探讨其形成的构造背景,丰富本地区的研究资料,为岩石成因和大地构造演化提供新的证据。本项研究取得了以下主要认识:⑴樟树墩-西湾蛇绿混杂岩带主要由蛇纹岩体及辉长岩体等组成,蛇绿岩套的原始层序已被构造肢解,具有明显的构造侵位特征,与晚元古代浅变质沉积岩系呈韧性剪切带接触,基性-超基性岩块呈透镜状挟持于围岩的糜棱片理之中。⑵锆石U-Pb定年测定206Pb/238U年龄介于920±10Ma～1046±11 Ma之间,其中锆石的加权平均年龄为982.9±6Ma（MSWD=2.8）,代表了辉长岩侵位年龄,樟树墩-西湾蛇绿岩形成于新元古代早期。⑶樟树墩蛇绿混杂岩中的玄武岩具有低K、Mg,中等Ti,高Na、Al等特征,SiO2-Nb/Y分类图解中样品均落在了亚碱性玄武岩中,SiO2-TFeO/MgO图解中样品均落在拉斑玄武岩系类,樟树墩玄武岩属于亚碱性拉斑玄武岩系列。西湾蛇绿混杂岩中辉长岩全碱含量相对偏高,SiO2-Na2O+K2O图解中样品均投在碱性辉长岩上,西湾辉长岩为碱性辉长岩。⑷樟树墩-西湾蛇绿混杂岩中的辉长岩和玄武岩的微量元素分布型式与富集型洋脊玄武岩（E-MORB）相似,很有可能是板块俯冲产生的流体交代作用使地幔楔部分熔融的结果。⑸樟树墩-西湾蛇绿混杂岩中的辉长岩和玄武岩总稀土元素含量为58.59×10-6～73.35×10-6之间,LREE/HREE比值为2.48～3.15,（La/Yb）N的比值为1.82～2.66,具有Eu的正异常,具有与富集型洋脊玄武岩（E-MORB）大致相似的配分曲线和稀土元素组成。⑹U-Pb测年、主量元素、微量元素及稀土元素测试结果表明,樟树墩-西湾蛇绿岩形成于洋中脊环境,来源于亏损地幔,俯冲带流体交代改造地幔楔,并受到陆源物质混染的影响。樟树墩-西湾蛇绿混杂岩经历了洋壳发展（1100～970Ma）、俯冲（970～870Ma）、碰撞（870～800Ma）和后碰撞（<800Ma）构造演化过程。
韦守东[6]（2020）在《江南造山带西段新元古代岩浆岩成因及地质意义》文中指出江南造山带是在扬子陆块与华夏陆块的新元古代碰撞拼合过程中形成的,其构造演化过程一直是个有争议的话题。桂北和梵净山地区位于江南造山带西段,区内出露的新元古代岩浆岩和沉积岩是解决上述问题的理想对象。前人已对这些岩石进行了许多地质年代学、岩石学和地球化学的研究,但是对岩石成因和构造环境解释的不同使得区域构造演化过程存在较大争议。本文选择桂北和梵净山地区新元古代花岗岩和火山岩为研究对象,开展详细的岩相学、全岩主微量元素和Sr-Nd同位素、锆石Hf同位素、电气石主量和原位硼同位素等方面的研究,探讨这些岩浆岩的岩石成因和形成环境,同时结合前人的研究成果,约束江南造山带的新元古代构造演化过程。桂北新元古代花岗岩类包括黑云母花岗岩和黑云母花岗闪长岩,它们的形成年龄为835-805Ma,且花岗闪长岩略早于花岗岩形成。两类岩石侵入发生变形的早新元古代四堡群,并被中元古代丹洲群不整合覆盖。花岗岩为细粒结构,主要组成矿物为石英（30vol.%）,钾长石（35vol.%）和斜长石（25vol.%）,还有少量的白云母（3vol.%）、黑云母（5vol.%）和电气石（2vol.%）。花岗闪长岩也是细粒结构,组成矿物为石英（35vol.%）、钾长石（15vol.%）、斜长石（40vol.%）和黑云母（10vol.%）,没有出现电气石。桂北花岗岩类有高的Al2O3（11.95-18.86wt.%）和K2O+Na2O（5.34-11.17wt.%）含量,很高的K2O/Na2O（1.03-5.48）和A/CNK（0.79-2.07）比值,因此是典型的过铝质S型花岗岩。桂北花岗岩类有轻稀土富集、重稀土平坦的稀土配分模式及显着的Eu负异常,在微量元素蛛网图中富集Rb、Th和U,亏损Nb、Ta、Sr和Ti。桂北花岗岩类还有高的分异指数（79-97）和（K2O+Na2O）/Ca O比值（2-84）,以及变化的初始87Sr/86Sr比值（0.500230-0.713264）、负的全岩εNd值（-9.31-5.45）和古元古代二阶段Nd模式年龄（1.83-2.34Ga）。上述地球化学特征表明桂北花岗岩类来源于古老地壳岩石的部分熔融,并经历了很强的斜长石和钾长石的分离结晶。此外,桂北花岗岩高的Rb/Sr（2.4-47.2）和Rb/Ba（0.5-22.2）以及低的Ca O/Na2O（0.04-0.57）比值指示它们的源区是以富粘土、贫斜长石的泥质岩石为主。桂北花岗岩中的电气石按产状分为浸染状电气石和囊状电气石。浸染状电气石是随机分布于寄主花岗岩内部,非常细小的自形电气石晶体,囊状电气石则是包括电气石和石英组成的核以及浅色矿物组成的晕等两部分的囊包状集合体。两类电气石有高的Fe O/（Fe O+Mg O）比值（0.82-0.99）和Y位Al（0.40-0.84 apfu;atoms per formula unit）含量,在背散射（BSE）图像中均无环带,这些特征说明它们都是岩浆电气石。矿物结构和成分分析表明,浸染状电气石是在岩浆作用的早期从富硼的岩浆中结晶出来的,而囊状电气石是在岩浆作用的晚期,由与岩浆不混溶的富硼含水的流体/熔体相结晶形成的。所有电气石的δ11B值变化范围为-13.4‰-9.5‰,接近于平均大陆地壳的δ11B值（-10±3‰）,说明硼来源于地壳。由于泥质岩的硼通常富集在云母这类层状硅酸盐矿物中,因此源区泥质岩石的云母在分解时释放的硼才是真正的硼源。两类电气石的硼同位素变化主要受控于电气石-熔体之间的硼同位素瑞利分馏。随着岩浆电气石的结晶,瑞利分馏作用会使得熔体中的11B不断亏损,导致后来形成的岩浆电气石有更低的δ11B值。梵净山火山岩包括玄武岩和酸性凝灰岩。玄武岩在野外有非常明显的枕状构造,在镜下为细粒结构,主要矿物为斜长石和单斜辉石。受蚀变作用的影响,斜长石晶体边缘局部转变为细小的绿泥石和绢云母,单斜辉石保留了原始形态,但是内部已被绿帘石替换。前人报道的梵净山基性岩年龄为856-830Ma。梵净山玄武岩属于低钾-中钾钙碱性岩石,在Zr/Ti O2-Nb/Y分类图中落入玄武岩-安山岩区域。它们的稀土总量（∑REE=44-81ppm）很低,具有轻稀土富集、重稀土平坦的稀土配分模式和中等Eu负异常,在蛛网图中富集大离子亲石元素（Rb、Th）,亏损高场强元素（Nb、Ta）,与岛弧岩浆岩微量元素参考曲线非常相似。梵净山玄武岩的高La/Sm（3.09-5.18）和低Nb/La（0.35-0.59）比值说明地壳混染对成分的影响很小,而高的Th/Zr（0.03-0.08）、Nb/Y（0.17-0.33）和Th/Nb（0.50-1.17）比值以及负的εNd值（-4.2+0.2）表明它们来源于被俯冲组分交代的岩石圈地幔。此外,Ca O和Mg O的正相关以及中等的Eu负异常说明玄武岩浆在侵位过程中发生了斜长石和单斜辉石的分离结晶。酸性凝灰岩在野外与梵净山群沉积岩互层产出,在镜下为晶屑凝灰结构,晶屑为细粒的石英和斜长石,基质发生了很强的绢云母化。前人报道的凝灰岩年龄为840-830Ma。酸性凝灰岩为中钾-高钾钙碱性岩石,在分类图中落入流纹岩-英安岩区域,故将其命名为流纹质凝灰岩。流纹质凝灰岩的稀土配分模式与玄武岩非常相似,但是它们的稀土总量更高,Eu负异常更显着。在微量元素蛛网图中,流纹质凝灰岩也表现出富集Rb、Th、Pb,亏损Nb、Ta的特征,但是Sr和Ti的负异常更显着。流纹质凝灰岩与玄武岩之间的这种成分相似性说明其有可能是玄武质岩浆发生分离结晶后形成的,但是流纹质凝灰岩更低的全岩εNd值（-7.7-6.1）、变化很大的锆石εHf值（-6.3+10.4）和钙碱性属性并不符合玄武质岩浆分异形成的酸性岩的特征。另一方面,流纹质凝灰岩的Si O2（63.43-79.6wt.%）、Mg O（0.22-4.44wt.%）和Fe2O3（3.25-12.4wt.%）含量均高于实验岩石学模拟中形成的过铝质熔体,说明大陆地壳岩石熔融也不能产生流纹质凝灰岩这种特殊的地球化学成分。梵净山镁铁质岩和江南造山带西段新元古代S型花岗岩的二元混合模拟可以解释流纹质凝灰岩的Nd同位素变化,因此流纹质凝灰岩是幔源基性岩浆和壳源岩浆发生混合后形成的。梵净山花岗岩侵入到梵净山群中,它们与地层的侵入接触关系非常明显,前人报道的花岗岩锆石U-Pb年龄为838-830Ma。这些岩石为中-细粒结构,组成矿物主要有石英（30-35vol.%）、斜长石（35-40vol.%）、碱性长石（15-25vol.%）以及少量白云母（<8vol.%）和电气石（2vol.%）。梵净山花岗岩也是高钾钙碱性岩石,它们的A/CNK值为1.06-1.34,属于过铝质花岗岩。梵净山花岗岩的稀土配分模式不同于两类火山岩,表现为轻稀土平坦、重稀土略微亏损的特征,还有显着的Eu负异常。在微量元素蛛网图中富集Rb、Th和U,亏损Nb、Ta和Sr。梵净山花岗岩变化很大的Fe O/Mg O（1.3-113）和（K2O+Na2O）/Ca O（7-109）比值以及高的Rb/Sr（24-124）、Ca/Sr（58-1552）等比值指示了很强的分离结晶作用,而高Ta含量（3.39-25.5ppm）和低Nb/Ta（1.6-3.8）比值说明它们也经历了不同程度的热液蚀变。梵净山花岗岩有负的全岩εNd值（-13.0-7.3）和锆石εHf值（-2.7+0.7）以及2.10-2.56Ga的二阶段Nd模式年龄和1.67-1.87Ga的二阶段Hf模式年龄,说明它们是古老地壳岩石发生部分熔融形成的。江南造山带的新元古代岩浆作用非常强烈,形成的岩浆岩种类繁多,从超镁铁质到长英质岩石均有。花岗岩是江南造山带长英质岩浆岩的典型代表,它们遍布于整个造山带内,形成年龄从970Ma到770Ma不等。虽然时间跨度很长,但是可以根据形成年龄将这些新元古代花岗岩分为三组:>880Ma、840-810Ma和<800Ma。第一组花岗岩包括蛇绿岩套中的斜长花岗岩和侵入双溪坞群的I型花岗岩。斜长花岗岩和I型花岗岩分别是俯冲含水洋壳低程度部分熔融和俯冲交代地幔楔的部分熔融的产物。第二组花岗岩主要为过铝质S型花岗岩,它们的Hf-Nd-O同位素组成有一定规律,表现为东段花岗岩εHf和εNd值普遍高于西段花岗岩,从东往西εHf和εNd值逐渐降低,锆石δ18O值变化趋势相反,部分花岗岩有I-S过渡型地球化学特征。第三组花岗岩为主要为A型花岗岩,它们的形成与这一时期广泛的陆内裂解作用有关。值得注意的是,这三组花岗岩刚好对应于江南造山带演化的不同阶段。结合前人的研究,我们认为江南造山带的新元古代构造演化可以分为如下四个阶段:（1）早期俯冲阶段（ca.1000-880Ma）,古华南洋的西北向俯冲形成了江南造山带东段的双溪坞弧岩浆岩和赣东北蛇绿岩套;（2）晚期俯冲阶段（ca.880-830Ma）,持续的俯冲开始影响江南造山带其他地区并引发弧岩浆作用,形成大量弧岩浆岩（如梵净山火山岩）和早新元古代沉积地层（如梵净山群及相当地层）,同时双溪坞弧与扬子陆块沿着赣东北断裂带发生拼合;（3）碰撞阶段（ca.830-800Ma）,随着古华南洋的关闭,扬子陆块与华夏陆块发生碰撞形成江南造山带,早新元古代地层强烈变形,造山垮塌作用使地壳岩石发生部分熔融形成过铝质花岗岩（如桂北和梵净山花岗岩）;（4）陆内裂解阶段（ca.800-750Ma）,受Rodinia超大陆裂解的影响,大陆裂谷作用在整个江南造山带广泛发育,形成了中新元古代沉积地层和裂解相关岩浆岩。
吴明明[7]（2019）在《内蒙古林西地区云母片岩的变质作用及锆石年代学特征》文中研究说明兴蒙造山带包括我国内蒙古中部及东北地区,是中亚造山带南东段的重要组成部分,是研究有关华北板块和西伯利亚板块之间古亚洲洋闭合位置、时间及方式的重要热点区域。兴蒙造山带的形成是一个俯冲-碰撞-裂解-再闭合的复合造山演化过程,关于古亚洲洋闭合的位置和时间及兴蒙造山带晚古生代的构造属性存在较大争议。本文主要以林西地区双井片岩为主要研究对象,通过岩石学、矿物化学、相平衡模拟和年代学等方面研究发现,研究区样品中出现蓝晶石,代表样品应处于一个相当于巴罗变质带中蓝晶石带的变质条件。和前人的研究成果相比,典型矿物的矿物化学分析都指示样品应处于一个相对较高的变质条件。石榴石中Xalm值在0.64-0.69左右,Xpy值在0.03-0.04左右,Xsps值在0.07-0.10左右,Xgr值在0.20-0.23左右。石榴石变斑晶中Xsps值显示从核部到边部微弱降低的趋势,Xgr值显示从核部到边部微弱上升的趋势。通过相平衡模拟软件,利用石榴石Xalm、Xsps、Xgr的值作出等值线,其结果显示石榴石从核部到边部记录了一个较短的、变质演化过程为一个顺时针的P-T轨迹,指示出构造加厚和减薄的过程。相平衡模拟结果显示其属于中压相系,地热梯度在15-35oC/km范围内,与典型的高压俯冲环境明显不同。结合区域地质背景,推测其与有限洋盆的闭合或已经历构造减薄的地壳再次加厚有关。年代学研究发现,最年轻一组U-Pb锆石年龄限定了原岩的沉积下限为晚二叠纪,未发现样品中锆石具有明显的变质锆石特征,因此无法获得其变质年龄。
马永非[8]（2019）在《大兴安岭中段晚古生代构造演化研究》文中研究说明大兴安岭中段是中亚造山带东部一个重要构造单元,该区晚古生代构造演化复杂,对理解区域地质历史至关重要,但目前研究较为薄弱。笔者以近几年在该区地质调查及研究过程中的新发现为基础,结合前人发表资料,利用岩石学、地球化学、同位素年代学、沉积古地理及古生物等方法,对研究区晚古生代的岩石与地层开展深入研究,揭示区域构造演化历史,并构建构造演化模型。晚泥盆世时期,兴安地块之上有多处岩浆事件报道,介于359–379 Ma之间。岩石组合及地球化学特征表现为一套俯冲相关的岩石系列,与嫩江洋古洋壳的西向俯冲相关。同时,松嫩地块西缘也发现大量花岗岩质岩石（360–366 Ma）,显示出A型花岗岩特征,形成于被动陆缘的伸展构造背景之下。早石炭世时期,兴安地块与松嫩地块西缘均有大量俯冲相关的岩浆事件报道,并构成岩浆弧。说明该时期嫩江洋古洋壳同时向兴安与松嫩地块之下俯冲,即“双向俯冲”。早石炭世晚期至晚石炭世早期（320 Ma）,大兴安岭中段蘑菇气地区的S型花岗岩标志着兴安地块与松嫩地块的碰撞拼贴。晚石炭世中期,蘑菇气地区宝力高庙组中的流纹岩（312 Ma）夹层显示出典型A型花岗岩特征,预示了伸展区域构造背景。晚石炭世晚期,扎赉特旗地区的花岗闪长岩（301 Ma）与蚀变辉长岩（300 Ma）构成双峰式火成岩,标志着区域伸展向裂谷盆地构造演化阶段的过渡。而早二叠世蘑菇气地区的A型流纹岩（292 Ma）则对应裂谷盆地构造背景。沉积学方面,晚石炭世陆相宝力高庙组的普遍发育说明嫩江洋已经闭合,之后具海陆交互相特征的格根敖包组预示着新一次海侵。早-中二叠世滨、浅海相大石寨组与哲斯组的普遍发育说明海侵范围的扩大,而乌兰浩特地区报道的早二叠世蛇绿混杂岩则表明局部有新的有限洋盆拉开。晚二叠世陆相林西组的普遍发育说明海退和裂谷盆地演化阶段的结束。据此构建大兴安岭中段晚古生代构造演化模型。晚泥盆世（379-360 Ma）:嫩江洋古洋壳对西侧兴安地块的俯冲;早石炭世（346-320 Ma）:嫩江洋古洋壳同时对兴安地块和松嫩地块的“双向俯冲”;早石炭世晚期-晚石炭世早期（320 Ma）:兴安地块与松嫩地块碰撞拼合,贺根山-黑河缝合带形成,空间上沿黑河-嫩江-蘑菇气-贺根山-二连浩特一带展布;晚石炭世晚期（320-300 Ma）:碰撞后伸展造山,并向裂谷盆地阶段过渡;早-中二叠世（300-260 Ma）:裂谷盆地构造演化;晚二叠世（260-250 Ma）:陆相地层普遍发育与裂谷盆地演化阶段结束。
肖文交,宋东方,Brian F.WINDLEY,李继亮,韩春明,万博,张继恩,敖松坚,张志勇[9]（2019）在《中亚增生造山过程与成矿作用研究进展》文中进行了进一步梳理中亚造山带作为全球最大的显生宙增生型造山带,是大陆动力学和成矿作用研究的天然实验室.文章简要概述中国新中国成立以来中亚造山带研究发展情况,并对未来研究提出展望. 20世纪50～70年代是中亚造山带研究的奠基时期,各地质研究学派理论相继运用于解释中亚地区的地质演化.改革开放初期,李春昱先生等开创性地运用板块构造理论解析北疆及兴蒙地区大地构造演化,提出了西伯利亚、哈萨克斯坦、中朝-塔里木三大板块俯冲-碰撞的认识,并提出了索伦山至延边缝合线的观点. 20世纪90年代,中亚造山带研究进入快速发展期,前苏联学者提出了多陆块碰撞模型;土耳其学者提出了单一岛弧增生模型,指出中亚造山带是一种特殊类型的碰撞造山带.中国学者对中国北方地区的蛇绿岩、高压变质岩等进行了大量开拓性研究,划分了主要缝合带. 1999年,"中亚成矿域"概念被提出,并与环太平洋成矿域和特提斯成矿域并称全球三大成矿域.进入21世纪,鉴于中亚在大陆增生理论和成矿机制研究领域的重要性,中亚造山带研究成为国际学术前沿.中国在中亚地区布局了一系列科研项目,催生了一大批重要科研成果,包括微陆块属性、蛇绿岩时代和构造背景、岩浆弧性质、增生楔识别和解剖、区域变质-变形作用、俯冲带（超）高压变质作用、洋中脊俯冲、地幔柱与板块相互作用、多岛海构造古地理与复式增生造山时空格架、大陆增生、增生成矿、构造叠加改造等.这些成果产生了重要的国际影响.展望未来,中亚造山带主要有以下几方面的内容需要进一步深入研究:（1）古亚洲洋早期演化历史及起始俯冲机制;（2）古亚洲洋外部造山带（Extroversion）的增生机制;（3）古亚洲洋地幔属性及其时空分布;（4）古亚洲洋与特提斯洋相互作用过程;（5）显生宙大陆增生机制及其全球对比;（6）中亚成矿域增生成矿机制;（7）大陆改造机制.
刘永江,冯志强,蒋立伟,金巍,李伟民,关庆彬,温泉波,梁琛岳[10]（2019）在《中国东北地区蛇绿岩》文中提出我国东北地区位于中亚造山带的东段,经历了复杂的增生造山过程,其所属微陆块的基底属性及拼贴位置、洋-陆转换一直是地学界研究的热点。根据近年来的研究进展,我们将东北地区微陆块划分为额尔古纳地块、兴安增生地体、松嫩-锡林浩特地块和佳木斯地块。同时综述了东北地区蛇绿岩/蛇绿混杂岩带的时空分布、年代学及地球化学的新资料,讨论了其构造背景及俯冲-增生过程。东北地区增生造山不仅涉及古亚洲洋和古太平洋,还可能与泛大洋有关,包括早奥陶世-晚三叠世古亚洲洋主洋盆及古亚洲洋分支——新元古代-晚寒武世新林-喜桂图洋、早寒武世-晚石炭世嫩江洋、新元古代-晚志留世黑龙江洋和晚二叠世-中侏罗世牡丹江洋的演化。早石炭世末-晚石炭世初,东北地区古亚洲洋分支洋盆全部闭合,所有微陆块完成聚合形成统一的东北陆块群。晚二叠世-早三叠世时期,古亚洲洋主洋盆沿索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带自西向东从早到晚以剪刀式最终闭合,完成东北陆块群与华北板块的拼接。晚三叠世-早侏罗世时期古太平洋板块俯冲启动,东北地区进入古太平洋俯冲增生构造体系。
二、东北地区蛇绿岩岩石学特征（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、东北地区蛇绿岩岩石学特征（论文提纲范文）
（1）额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程 ——花岗岩证据（论文提纲范文）
| 内容提要 |
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 大陆地壳生长演化——研究现状与问题 |
| 1.1.2 中亚造山带地壳生长演化的研究现状与问题 |
| 1.2 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 1.2.3 拟解决的关键问题 |
| 1.3 论文依托的科研项目及工作量 |
| 1.3.1 论文依托的科研项目 |
| 1.3.2 论文工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 中亚造山带东段概况 |
| 2.2 额尔古纳地块区域地质概况 |
| 2.2.1 区域构造 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3 兴安地块区域地质概况 |
| 2.3.1 缝合线位置 |
| 2.3.2 区域地层 |
| 2.3.3 区域岩浆岩 |
| 第3章 额尔古纳和兴安地块花岗岩样品的选择及其岩石学特征 |
| 3.1 样品的选择原则 |
| 3.2 额尔古纳地块花岗岩岩石学特征 |
| 3.2.1 前寒武纪花岗岩 |
| 3.2.2 古生代花岗岩 |
| 3.2.3 中生代花岗岩 |
| 3.3 兴安地块花岗岩岩石学特征 |
| 3.3.1 前寒武纪花岗岩 |
| 3.3.2 古生代花岗岩 |
| 3.3.3 中生代花岗岩 |
| 第4章 额尔古纳地块和兴安地块花岗岩地球化学和单矿物Sr-Pb-Nd-Hf同位素组成 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 全岩主量和微量元素分析 |
| 4.1.2 长石原位主微量元素与Sr-Pb同位素 |
| 4.1.3 磷灰石原位主微量元素与Nd同位素 |
| 4.1.4 锆石原位Hf同位素 |
| 4.2 额尔古纳地块和兴安地块花岗岩地球化学和单矿物同位素组成 |
| 4.2.1 额尔古纳地块 |
| 4.2.2 兴安地块 |
| 第5章 额尔古纳地块和兴安地块陆壳性质及其不均一性 |
| 5.1 额尔古纳地块 |
| 5.1.1 前寒武纪结晶基底的存在 |
| 5.1.2 显生宙增生还是再造? |
| 5.1.3 额尔古纳地块陆壳的不均一性 |
| 5.2 兴安地块 |
| 5.2.1 微陆块内部 |
| 5.2.2 碰撞拼贴带——多宝山岛弧 |
| 第6章 额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程:对中亚造山带地壳演化的意义 |
| 6.1 额尔古纳地块 |
| 6.1.1 地壳生长过程 |
| 6.1.2 地壳再造过程 |
| 6.1.3 区域地壳演化历史 |
| 6.2 兴安地块 |
| 6.2.1 地壳生长过程 |
| 6.2.2 地壳再造过程 |
| 6.2.3 区域地壳演化历史 |
| 6.3 对中亚造山带地壳演化的意义 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在的问题与建议 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）内蒙古乌奴耳蛇绿混杂岩地质地球化学特征及构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景和研究意义 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 论文工作量 |
| 1.4 取得的主要成果和认识 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造单元 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地块 |
| 2.1.3 松嫩地块 |
| 2.1.4 乌奴耳-新林蛇绿混杂岩带 |
| 2.1.5 贺根山-嫩江-黑河蛇绿混杂岩带 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 前寒武系 |
| 2.2.2 奥陶系 |
| 2.2.3 泥盆系 |
| 2.2.4 石炭系 |
| 2.2.5 侏罗系 |
| 2.2.6 白垩系 |
| 2.2.7 新生界 |
| 2.3 区域岩浆岩概况 |
| 2.4 乌奴耳蛇绿混杂岩概况 |
| 3 蛇绿混杂岩地质特征 |
| 3.1 空间展布特征 |
| 3.2 蛇绿混杂岩剖面地质特征 |
| 3.3 岩石组合特征 |
| 4 蛇绿混杂岩年代学与地球化学 |
| 4.1 样品采集与分析 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.3 岩石地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 微量元素 |
| 4.4 岩石成因与构造环境 |
| 4.4.1 成因类型 |
| 4.4.2 构造环境 |
| 4.4.3 地质意义 |
| 5 蛇绿混杂岩对额尔古纳和兴安地块构造演化的指示 |
| 5.1 缝合带位置 |
| 5.2 额尔古纳地块和兴安地块拼贴过程 |
| 5.3 额尔古纳地块和兴安地块构造演化模式 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（3）中亚造山带东南缘从二叠纪俯冲-增生向三叠纪碰撞演变的花岗质岩浆记录（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 研究背景 |
| 第二节 选题依据及研究内容 |
| 第三节 主要工作量 |
| 第二章 中亚造山带东南缘区域地质 |
| 第一节 大地构造背景 |
| 第二节 区域地层概况 |
| 第三节 晚石炭世-三叠纪花岗岩类概况 |
| 第三章 中亚造山带东南缘二叠纪-三叠纪花岗岩类年代学、地球化学和同位素特征 |
| 第一节 岩体地质及岩相学特征 |
| 第二节 岩体锆石U-Pb年龄 |
| 第三节 地球化学和同位素特征 |
| 第四节 岩体成因及物源分析 |
| 第五节 构造背景及构造演化意义 |
| 第四章 中亚造山带东南缘从二叠纪俯冲增生到三叠纪碰撞的构造-岩浆演化过程 |
| 第一节 花岗质岩浆活动时空分布特征 |
| 第二节 花岗质岩浆活动三阶段演变特征 |
| 第三节 中亚造山带东南缘二叠-三叠纪构造环境演化过程探讨 |
| 第五章 主要成果和结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简历 |
（4）吉中地区早石炭世火山岩年代学、地球化学及其构造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 兴蒙造山带的研究现状 |
| 1.1.2 长春-延吉缝合带的研究现状与问题 |
| 1.1.3 吉中地区早石炭世构造环境的研究现状与问题 |
| 1.2 研究思路和拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 拟解决的关键问题 |
| 1.2.3 本论文依托的科研项目 |
| 1.3 本论文主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 晚古生代 |
| 2.1.2 中生代 |
| 2.1.3 新生代 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.2.1 基性-超基性岩体 |
| 2.2.2 中-酸性侵入体 |
| 2.3 区域构造 |
| 第3章 吉中地区早石炭世火成岩的岩石组合、形成时代及其空间分布 |
| 3.1 吉中地区早石炭世火成岩的岩石组合 |
| 3.1.1 石头口门组火山岩的岩石组合 |
| 3.1.2 石头口门组火山岩采样位置和样品描述 |
| 3.1.3 永吉南楼山组火山岩的岩石组合 |
| 3.1.4 永吉南楼山组火山岩采样位置和样品描述 |
| 3.2 年代学分析方法 |
| 3.2.1 锆石SIMS-U-Pb定年 |
| 3.2.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 3.3 分析结果 |
| 3.4 吉中地区早石炭世岩浆作用的时代及其空间分布 |
| 第4章 吉中地区早石炭世火山岩的地球化学和锆石Hf-O同位素成 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 主量元素 |
| 4.1.2 微量元素 |
| 4.1.3 锆石Hf同位素 |
| 4.1.4 锆石O同位素 |
| 4.2 石头口门火山岩的地球化学和锆石Hf-O同位素组成 |
| 4.2.1 主量元素 |
| 4.2.2 微量元素 |
| 4.2.3 锆石Hf-O同位素 |
| 4.3 永吉早石炭世流纹岩和流纹质凝灰岩 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 微量元素 |
| 4.3.3 锆石Hf同位素 |
| 第5章 吉中地区早石炭世火山岩的岩浆源区性质 |
| 5.1 石头口门火山岩的岩浆源区 |
| 5.1.1 Ⅰ-组火山岩的岩浆源区 |
| 5.1.2 Ⅱ-组火山岩的岩浆源区 |
| 5.2 永吉早石炭世流纹岩和流纹质凝灰岩岩浆源区 |
| 第6章 吉中地区早石炭世火山岩形成的构造背景 |
| 6.1 吉中地区早石炭世的构造背景 |
| 6.1.1 石头口门火山岩的构造背景 |
| 6.1.2 永吉早石炭世流纹岩和流纹质凝灰岩的构造背景 |
| 6.2 构造意义 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（5）赣东北樟树墩—西湾蛇绿混杂岩地球化学特征及其构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 蛇绿岩国外研究现状 |
| 1.2.2 蛇绿岩国内研究现状 |
| 1.3 主要研究内容、研究目标及拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究思路及技术路线 |
| 1.5 依托项目及主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.4.1 晋宁期岩浆岩 |
| 2.4.2 加里东期岩浆岩 |
| 2.4.3 海西—印支期岩浆活动 |
| 2.4.4 燕山期岩浆岩 |
| 第3章 樟树墩-西湾蛇绿混杂岩带地质特征 |
| 3.1 赣东北蛇绿混杂岩带地理概况 |
| 3.2 樟树墩-西湾蛇绿混杂岩带岩石类型与构造变形特征 |
| 3.3 樟树墩-西湾蛇绿混杂岩的岩石学特征 |
| 第4章 西湾辉长岩年代学特征 |
| 4.1 研究方法和测试方法 |
| 4.2 样品的制备和测试 |
| 4.3 测年结果 |
| 第5章 樟树墩-西湾蛇绿混杂岩地球化学特征 |
| 5.1 测试方法与样品采集 |
| 5.2 玄武岩主量元素特征 |
| 5.3 辉长岩主量元素特征 |
| 5.4 微量元素特征 |
| 5.5 稀土元素特征 |
| 第6章 赣东北绿混杂岩地球动力学意义 |
| 6.1 年代学讨论 |
| 6.2 大地构造背景讨论 |
| 6.3 构造演化讨论 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 申请学位期间的研究成果及发表的学术论文 |
| 致谢 |
（6）江南造山带西段新元古代岩浆岩成因及地质意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状及存在问题 |
| 1.1.1 花岗岩相关研究 |
| 1.1.2 江南造山带构造演化研究 |
| 1.1.3 江南造山带西段新元古代花岗岩研究 |
| 1.2 选题来源及意义 |
| 1.3 研究内容、方法和完成工作量 |
| 1.3.1 桂北地区新元古代花岗岩 |
| 1.3.2 梵净山地区新元古代花岗岩和火山岩 |
| 1.3.3 完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 沉积作用 |
| 1100Ma)'>2.1.1 中元古代铁沙街群(>1100Ma) |
| 890Ma)'>2.1.2 早新元古代双溪坞群(>890Ma) |
| 2.1.3 早新元古代地层 |
| 2.1.4 中新元古代地层 |
| 2.2 岩浆作用 |
| 2.2.1 蛇绿岩 |
| 2.2.2 基性岩浆作用 |
| 2.2.3 中酸性岩浆作用 |
| 2.3 变质-变形作用 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量元素分析 |
| 3.2 全岩微量元素分析 |
| 3.3 全岩Sr-Nd元素分析 |
| 3.4 锆石Lu-Hf同位素元素分析 |
| 3.5 电气石电子探针分析 |
| 3.6 电气石硼同位素分析 |
| 第四章 桂北地区新元古代岩浆作用研究 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 野外和岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 全岩主微量元素组成 |
| 4.3.2 全岩Sr-Nd同位素组成 |
| 4.3.3 电气石元素和硼同位素组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 花岗岩类岩浆演化及岩石成因 |
| 4.4.2 电气石的成因 |
| 4.4.3 电气石成分的指示作用 |
| 4.4.4 构造意义 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 梵净山地区新元古代岩浆作用研究 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 野外和岩石学特征 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 锆石特征及Lu-Hf同位素组成 |
| 5.3.2 全岩主微量元素组成 |
| 5.3.3 全岩Sr-Nd同位素组成 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 玄武岩岩浆演化及岩石成因 |
| 5.4.2 流纹质凝灰岩岩石成因 |
| 5.4.3 二长花岗岩岩浆演化及岩石成因 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 江南造山带新元古代花岗岩成因及造山带演化 |
| 6.1 江南造山带新元古代花岗岩的特征和成因 |
| 880Ma的花岗岩'>6.1.1 江南造山带>880Ma的花岗岩 |
| 6.1.2 江南造山带840-810Ma的花岗岩 |
| 6.2 江南造山带的形成和演化 |
| 第七章 主要认识、创新点及不足之处 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 不足之处 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）内蒙古林西地区云母片岩的变质作用及锆石年代学特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容、方法和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 完成论文的主要工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 兴蒙造山带早古生代沟弧盆体系的认识 |
| 2.2 兴蒙造山带晚古生代构造演化 |
| 2.3 研究区地质背景 |
| 第三章 野外特征及双井片岩岩石学特征 |
| 3.1 野外特征 |
| 3.2 双井片岩岩石学特征 |
| 3.2.1 岩相学特征 |
| 3.2.2 变质矿物和变质作用 |
| 第四章 矿物化学及锆石年代学 |
| 4.1 矿物化学 |
| 4.1.1 石榴石 |
| 4.1.2 云母 |
| 4.1.3 长石 |
| 4.1.4 绿帘石和绿泥石 |
| 4.1.5 蓝晶石 |
| 4.2 锆石年代学研究 |
| 4.2.1 测试方法 |
| 4.2.2 测试结果 |
| 第五章 传统温压计及相平衡模拟 |
| 5.1 传统温压计 |
| 5.2 相平衡模拟 |
| 5.3 双井片岩变质作用意义 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表的论文和科研成果 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（8）大兴安岭中段晚古生代构造演化研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究历史与现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究思路 |
| 1.5 工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域主要构造单元及构造带 |
| 2.1.1 区域主要构造单元 |
| 2.1.2 区域主要构造带 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 晚泥盆世-早石炭世地层 |
| 2.2.2 晚石炭世-二叠纪地层 |
| 2.3 区域岩浆岩概况 |
| 第3章 晚泥盆-早石炭世火成岩成因及构造背景 |
| 3.1 晚泥盆世火成岩成因及构造背景研究 |
| 3.1.1 岩石学特征 |
| 3.1.2 年代学特征 |
| 3.1.3 地球化学特征 |
| 3.1.4 岩石成因 |
| 3.1.5 构造背景 |
| 3.2 早石炭世火成岩成因及构造背景 |
| 3.2.1 岩石学特征 |
| 3.2.2 年代学特征 |
| 3.2.3 地球化学特征 |
| 3.2.4 岩石成因 |
| 3.2.5 构造背景 |
| 第4章 早石炭世晚期-晚石炭世早期重要岩浆事件及构造背景 |
| 4.1 大兴安岭中段蘑菇气地区二长花岗岩 |
| 4.1.1 岩石学及年代学特征 |
| 4.1.2 地球化学特征 |
| 4.1.3 岩石成因 |
| 4.1.4 构造背景 |
| 第5章 晚石炭世-二叠纪火成岩及沉积地层对区域构造演化的制约 |
| 5.1 蘑菇气地区晚石炭世中期流纹岩 |
| 5.1.1 岩石学、年代学及地球化学特征 |
| 5.1.2 岩石成因及构造背景 |
| 5.2 扎赉特旗地区晚石炭世晚期花岗闪长岩与蚀变辉长岩 |
| 5.2.1 岩石学、年代学及地球化学特征 |
| 5.2.2 岩石成因与构造背景 |
| 5.3 蘑菇气地区早二叠世流纹岩 |
| 5.3.1 岩石学、年代学及地球化学特征 |
| 5.3.2 岩石成因及构造背景 |
| 5.4 晚石炭世-二叠纪沉积学特征 |
| 5.4.1 晚石炭世陆相及海陆交互相沉积地层 |
| 5.4.2 早-中二叠世滨、浅海相沉积地层 |
| 5.4.3 晚二叠世陆相沉积地层 |
| 第6章 大兴安岭中段晚古生代构造演化模式 |
| 6.1 晚泥盆世(379-360 Ma)嫩江洋古洋壳的西向俯冲 |
| 6.2 早石炭世(346-320Ma)嫩江洋古洋壳的双向俯冲 |
| 6.3 早石炭世晚期-晚石炭世早期(~320Ma)兴安地块与松嫩地块的碰撞拼合 |
| 6.3.1 碰撞拼合时间 |
| 6.3.2 碰撞拼合带的空间位置 |
| 6.3.3 有关兴安地块与松嫩地块碰撞机制的讨论 |
| 6.4 晚石炭世晚期(320-300 Ma)碰撞后伸展造山 |
| 6.5 早-中二叠世(300-260 Ma)裂谷盆地 |
| 6.6 晚二叠世(260–250 Ma)裂谷盆地消失 |
| 6.7 对中亚造山带增生造山作用的启示 |
| 主要认识和进一步工作设想 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（9）中亚增生造山过程与成矿作用研究进展（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 新中国成立以来发展的总体概况 |
| 3 改革开放40年来的研究进展 |
| 4 21世纪以来的突出研究成果 |
| 4.1 微陆块时代与属性 |
| 4.2 蛇绿岩时代及构造背景 |
| 4.3 岩浆弧性质 |
| 4.4 增生杂岩 |
| 4.5 区域变质、变形作用 |
| 4.6 高压-超高压变质作用 |
| 4.7 洋中脊俯冲作用 |
| 4.8 地幔柱与板块相互作用 |
| 4.9 多岛海构造古地理与复式增生造山方式 |
| 4.1 0 大陆增生机制 |
| 4.1 1 增生成矿作用 |
| 4.1 2 构造叠加与改造 |
| 5 未来研究展望 |
| 5.1 古亚洲洋早期演化过程及其俯冲起始机制 |
| 5.2 古亚洲洋外部造山带的增生机制 |
| 5.3 古亚洲洋地幔属性及其时空分布格局 |
| 5.4 古亚洲洋与特提斯洋相互作用 |
| 5.5 显生宙大陆增生机制及其全球对比 |
| 5.6 中亚成矿域增生成矿机制 |
| 5.7 大陆改造机制 |
（10）中国东北地区蛇绿岩（论文提纲范文）
| 1 东北微地块的重新厘定 |
| 1.1 额尔古纳地块 |
| 1.2 松嫩-锡林浩特地块 |
| 1.3 佳木斯地块 |
| 1.4 兴安增生地体 |
| 2 东北蛇绿岩的分布及主要特征 |
| 2.1 新林-喜桂图蛇绿混杂岩带 |
| 2.2 多宝山-阿尔山蛇绿混杂岩带 |
| 2.3 二连浩特-贺根山蛇绿混杂岩带 |
| 2.4 达青牧场-迪彦庙蛇绿混杂岩带 |
| 2.5 嘉荫-牡丹江蛇绿混杂岩带 |
| 2.6 完达山蛇绿混杂岩带 |
| 2.7 西拉木伦蛇绿混杂岩带 |
| 2.7.1 西拉木伦蛇绿岩带西段 |
| 2.7.2 西拉木伦蛇绿岩带东段 |
| 3 中亚造山带东段陆缘增生过程 |
| 3.1 新林-喜桂图洋的开启与闭合 |
| 3.2 嫩江洋的开启与闭合 |
| 3.3 黑龙江洋和牡丹江洋的开启与闭合 |
| 3.4 古亚洲洋东段最终闭合的时间与方式 |
| 3.5 中亚造山带东段古太平洋增生过程 |
| 4 中亚造山带东段的构造演化 |
| 4.1 中亚造山带东段古亚洲洋分支洋盆演化 |
| 4.2 中亚造山带东段古亚洲洋主洋盆(西拉木伦)演化 |
| 4.3 古太平洋俯冲增生 |
| 5 结论 |
四、东北地区蛇绿岩岩石学特征（论文参考文献）
- [1]额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程 ——花岗岩证据[D]. 孙晨阳. 吉林大学, 2021(01)
- [2]内蒙古乌奴耳蛇绿混杂岩地质地球化学特征及构造意义[D]. 陈洋. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [3]中亚造山带东南缘从二叠纪俯冲-增生向三叠纪碰撞演变的花岗质岩浆记录[D]. 吴迪迪. 中国地质科学院, 2021
- [4]吉中地区早石炭世火山岩年代学、地球化学及其构造意义[D]. 焦骥. 吉林大学, 2020(08)
- [5]赣东北樟树墩—西湾蛇绿混杂岩地球化学特征及其构造意义[D]. 任雪斌. 桂林理工大学, 2020(01)
- [6]江南造山带西段新元古代岩浆岩成因及地质意义[D]. 韦守东. 中国地质大学, 2020(03)
- [7]内蒙古林西地区云母片岩的变质作用及锆石年代学特征[D]. 吴明明. 河北地质大学, 2019(05)
- [8]大兴安岭中段晚古生代构造演化研究[D]. 马永非. 吉林大学, 2019
- [9]中亚增生造山过程与成矿作用研究进展[J]. 肖文交,宋东方,Brian F.WINDLEY,李继亮,韩春明,万博,张继恩,敖松坚,张志勇. 中国科学:地球科学, 2019(10)
- [10]中国东北地区蛇绿岩[J]. 刘永江,冯志强,蒋立伟,金巍,李伟民,关庆彬,温泉波,梁琛岳. 岩石学报, 2019(10)